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Revista de la Asociación Geológica Argentina 73 (2): 211 - 224 (2016)
PETROGRAFÍA, CARACTERIZACIÓN GEOQUÍMICA Y
ANÁLISIS MICROESTRUCTURAL DEL GRANITO DEL
CERRO SIEMPRE AMIGOS, SIERRAS DE AZUL, TANDILIA
Melisa ANGELETTI1, María Cristina FRISICALE1 y Luis V. DIMIERI1
1
INGEOSUR, Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, Bahía Blanca, Buenos Aires. E-mail: melisa.angeletti@uns.edu.ar
RESUMEN
El cerro Siempre Amigos integra las sierras de Azul, Tandilia, distante 28 km al sur de la ciudad de Azul y 3 km al norte de la
megacizalla de Azul, zona de cizalla subvertical donde el basamento se encuentra deformado a milonitas y ultramilonitas. La
litología predominante en el cerro Siempre Amigos es un granito paleoproterozoico deformado que en el centro y hacia los
bordes se encuentra interdigitado con una roca gnéisica y cuerpos de anfibolitas subverticales de rumbo similar a la foliación
milonítica N250º. Todas las rocas presentan rasgos de deformación frágil-dúctil, aunque afectadas con distinta intensidad: anfibolitas y gneises poco deformados y granito llegando a texturas ribbon mylonite y striped gneiss. Mediante el análisis de microestructuras y de mecanismos de deformación actuantes, la deformación estimada es de grado metamórfico medio a alto, con
temperaturas entre 400º a 600ºC. El estudio de orientaciones cristalográficas preferenciales de cuarzo da indicios de mecanismos de aplanamiento próximos a los contactos con las rocas gnéisicas, donde se ha generado orientación cristalográfica preferente con marcada simetría, y de componentes de cizallamiento simple hacia el centro de los afloramientos. En cuanto a su
geoquímica, se trata de un granito levemente peraluminoso, de ambiente de arco volcánico o sincolisional. Se considera al área
de Siempre Amigos, en base a la interpretación de los datos obtenidos, como una zona de transferencia de magma sintectónica
que ocurriría dentro de la corteza media a superior en un ambiente de arco magmático con deformación activa.
Palabras clave: Deformación, arco volcánico, striped gneiss, Cratón del Río de la Plata
ABSTRACT
Petrography, geochemichal characteristics and microstructural analysis of the granite of the Siempre Amigos hill, Azul ranges, Tandilia
The Siempre Amigos hill is part of the Azul ranges, Tandilia. It is located 28 km to the south of the city of Azul and 3 km to
the north of the Azul megashear, a subvertical shear zone which basement is deformed to mylonite and ultramylonites. The
Siempre Amigos hill predominant lithology is a Paleoproterozoic granite deformed at the center and interdigitated towards the
edges with a gneissic rock and amphibolite bodies, with similar subvertical mylonitic foliation N250º. All rocks show evidence
of brittle-ductile deformation although they are affected with variable intensity: they are some less deformed amphibolites and
gneiss together with granite reaching ribbon mylonite to striped gneiss textures. Analyzing their microstructure and deformation
mechanisms, the deformation can be estimated as medium to high metamorphic grade, with temperatures between 400° to
600°C. The study of preferred crystallographic orientations of quartz gives evidence that there is a crystallographic preferred
orientation near to the contacts of the granite with the gneissic rocks, indicating a marked pure shear symmetric deformation,
and within the center of the outcrops there is a clear simple shear component. In geochemical terms, the granite is slightly
peraluminous and has a volcanic arc syncollisional signature. In summary, the Siempre Amigos area seems to be a syntectonic
transfer zone of magma that could happened at middle to upper crust of magmatic arcs with active deformation.
Keywords: Strain, volcanic arc, striped gneiss, Río de la Plata cratón
INTRODUCCIÓN
El cerro Siempre Amigos integra las sierras de Azul, y forma parte del Sistema
de Tandilia, junto con las sierras de Tandil al este y las Sierras Bayas al oeste. Este cerro dista 28 km aproximadamente al
sur de la ciudad de Azul, centro de la provincia de Buenos Aires, y se ubica al este
de la ruta nacional Nº 3 (Fig. 1a). El Sistema de Tandilia representa una porción
aflorante del Cratón del Río de la Plata
(Cingolani 2011). El basamento ígneometamórfico del Cratón del Río de la Plata, denominado Complejo Buenos Aires
por Marchese y Di Paola (1975), comprende gneises tonalíticos a graníticos,
anfibolitas, migmatitas y granitoides,
con escasos esquistos, mármoles, rocas
metavolcánicas y rocas ígneas máficas y
ultramáficas, deformados de manera heterogénea (Cingolani 2011 y referencias
allí citadas). La zona de estudio de este
trabajo se encuentra 3 km al norte de la
megacizalla de Azul, zona de cizalla subvertical donde el basamento se encuentra
deformado generándose milonitas y ul-
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Figura 1: a) Imagen Google Earth regional, mostrando la ubicación de la zona de estudio respecto al cerro La Crespa y la megacizalla de Azul y la orientación
de la foliación milonítica en trazo blanco, acompañada por diagrama de rosas; b) Mapa geológico del cerro Siempre Amigos, que muestra también zonas con
deformación más intensa, con desarrollo de texturas ribbon mylonite y striped gneiss.
tramilonitas (Frisicale et al. 1999).
Este trabajo tiene como objetivo plantear
una primera caracterización petrológica
y estructural del granito del cerro Siempre Amigos, litología predominante en
el área, mediante el estudio de su petrografía y el análisis de las microestructuras
presentes, de los mecanismos de deformación actuantes y de las orientaciones
cristalográficas preferenciales de cuarzo.
La información obtenida permitió determinar el tipo de deformación, las condiciones de presión y temperatura y la cinemática características de esta zona de
cizalla antigua exhumada. Sumado a esto, el estudio de la geoquímica de roca total de estas rocas graníticas nos aproximó
a la comprensión de los ambientes tectónicos donde fueron originadas en tiempos paleoproterozoicos.
Petrología granito cerro Siempre Amigos, Tandilia.
ANTECEDENTES Y MARCO
GEOLÓGICO
En el basamento de Uruguay y Tandilia
se identifican dos unidades geotectónicas principales: una de edad transamazoniana (2,2-1,7 Ga) y otra más joven de
edad Precámbrico tardío a Paleozoico
temprano, resultado de la evolución del
orógeno Braziliano (900-500 Ma) (Dalla
Salda et al. 1988). Cingolani (2011) interpreta al orógeno Transamazoniano como un escenario tectónico relacionado a
acreción juvenil (2,25-2,12 Ga) a lo largo de un margen continental activo, seguido por colisión continental (2,1-2,08
Ga) según los datos U-Pb en circones.
Dalla Salda et al. (1988) propone que en
Tandilia algunos leucogranitos parecen
haber sido desarrollados como resultado
de tectónica colisional, asociados a fallas de rumbo y corrimientos, característicos de la situación observada en otros
cinturones colisionales. Ramos (1999)
también adhiere a esta idea, diciendo
que las fajas miloníticas se habrían formado por la colisión del terreno de Tandilia contra el terreno de Buenos Aires
llevando a la consolidación y amalgamamiento del Cratón del Río de La Plata
durante el Proterozoico inferior.
En su trabajo sobre la geología de las
sierras de Olavarría y Azul, González
Bonorino et al. (1956) describen al basamento cristalino formado por rocas
metamórficas, granitos, tonalitas y rocas
de mezcla (migmatitas), con sus facies
miloníticas más o menos extensas y bien
desarrolladas. Dalla Salda (1981) y Dalla Salda et al. (1992) describen a las sierras de Azul como una zona milonítica
producto de tectónica transcurrente en
basamento cristalino, de corte dextral
y generando estructuras orientadas con
rumbo SO-NE en la región. También
Dalla Salda et al. (2005) caracterizan a
las sierras de Azul como integradas por
un conjunto de rocas migmatíticas de tipo embrechíticas, que por sectores pasan a rocas de grano fino con evidencias
cataclásticas.
Mediante el uso de técnicas isotópicas
U-Pb SHRIMP sobre circones de rocas ígneas y metamórficas de las áreas de
Sierras Bayas, Azul, Tandil y Balcarce se
determinó la edad de emplazamiento de
los granitoides en la secuencia gnéisica
como transamazoniana, entre 2,2 y 2,0
Ga, y por el método Sm-Nd (edad modelo, TDM) se obtuvo una edad de diferenciación de los protolitos a partir del
manto de 2.668 a 2.319 Ma (Cingolani
et al. 2002, Cingolani 2011). Pankhurst
et al. (2003) aportaron una edad Sm-Nd
para el emplazamiento de los magmas
parentales de los granitoides del sector
occidental de Tandilia, de 2.140 ± 88
Ma.
En la zona de las sierras de Azul, se realizaron estudios petrológicos de detalle y análisis de deformación, de escala
meso y microtectónica. En la parte central de la megacizalla de Azul, en la zona
de Boca de la Sierra, al sureste del cerro
Siempre Amigos, Frisicale et al. (1998,
1999, 2001, 2005), proponen que la megacizalla se habría desarrollado por procesos donde predomina el aplastamiento ( flattening), con escasa componente de
transcurrencia, bajo condiciones de metamorfismo que alcanzarían, al menos,
el grado medio, con temperaturas por
encima de 400-500ºC y presiones de 6
Kbar durante la deformación milonítica. Por otro lado, al suroeste del cerro
Siempre Amigos, en el cerro El Peregrino, Frisicale et al. (2001) proponen que
la deformación se habría producido en
un régimen de transición entre el comportamiento frágil y dúctil. Ribot (2000)
menciona que la faja milonítica de Azul,
zonas de cizalla dúctil, registra movimientos laterales en su mayoría dextrales. Evidencias petrográficas y microestructurales del cerro El Peregrino
y la zona Boca de la Sierra-Pablo Acosta, indican que las rocas son principalmente augen milonitas a ultramilonitas,
de composición granítica mayormente y
sugiere, luego del análisis de indicadores cinemáticos como porfiroclastos de
feldespato potásico antihorario tipo δ y
tipo σ subordinados y otros, que se observó un sentido de cizallamiento interno opuesto. Esto indicaría que el cizallamiento heterogéneo fue un importante
proceso durante la deformación, la cual
habría alcanzado al menos condiciones de grado medio, 450ºC aproximadamente, seguido por procesos de rehidratación más efectivos en algunas
zonas ultramiloníticas. Para el cerro Negro, en el extremo oeste de la megacizalla de Azul, Frisicale et al. (2004, 2012b)
proponen, mediante el análisis microestructural de milonitas y gneises miloníticos, que la deformación se habría
producido dentro del campo de deformación dúctil, en condiciones metamórficas que varían desde facies anfibolita
media a facies granulita. Jorgensen et al.
(2006, 2008), en el sector noroeste del
cerro La Crespa, al sur de Siempre Amigos, señalan que parte de las rocas consideradas como migmatitas por González
Bonorino et al. (1956) serían granulitas.
La deformación aquí se habría producido dentro del campo dúctil, en condiciones metamórficas de grado medio a alto,
en facies anfibolita superior-granulita
inferior y afectó de manera irregular a
las rocas presentes (granulitas máficas y
félsicas). La Crespa presenta características cinemáticas similares a lo establecido por Frisicale et al. (1998, 2001) para distintas localidades de la megacizalla
de Azul, donde se proponen procesos
de convergencia ortogonal de dirección
NNE con predominio de aplastamiento ( flattening) y escasa componente de
transcurrencia para esa megacizalla.
En un trabajo posterior, Frisicale et al.
(2010), señalan la ocurrencia de fajas de
striped gneiss dentro de ribbon mylonites en
las zonas de cerro Negro y manantiales de Pereda. Mediante el análisis de los
mecanismos de deformación, concluyen
que ambas rocas se habrían producido a
partir de un protolito común, como respuesta a una variación en el grado de deformación en condiciones metamórficas
de anfibolita a granulita. En la parte oeste de la megacizalla de Azul, más precisamente en el cerro Negro, Frisicale et al.
(2012a) describen diferentes pulsos, en
diferentes niveles corticales, de generación de pseudotaquilitas, indicando que
la faja milonítica evolucionó en el tiempo de condiciones de deformación dúctil a frágil, esta última durante el ascen-
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so de la zona de cizalla. También en el
sector norte del cerro Negro (Frisicale
et al. 2012b) identificaron una faja de filonitas con dirección E-O, con intensa
biotitización de anfíboles y piroxenos de
las rocas granulíticas originales y formación de mica blanca a partir de feldespatos. Luego del estudio microtectónico y la observación de varios períodos de
pseudotaquilización, la interpretación
de la historia de la deformación propuesta por Frisicale et al. (2015) para los
afloramientos del cerro Negro, durante el Paleoproterozoico, comienza con
un evento deformativo D1 de alto grado metamórfico en corteza profunda,
facies anfibolitas a granulita, que genera rocas con texturas striped gneiss y ribbon
mylonites, acompañado de eventos sísmicos en condiciones dúctiles, que originaron algunas pseudotaquilitas. A continuación, un evento deformativo D2,
produjo la exhumación de la faja de cizalla, en condiciones metamórficas de
esquistos verdes, con circulación e infiltración de fluidos, causando metasomatismo potásico y retrogradación de granulitas, favoreciendo la formación de la
faja de filonitas del sector norte del cerro Negro. Otro grupo de pseudotaquilitas se formaron durante D2, por eventos sísmicos en condiciones dúctil-frágil
(Frisicale et al. 2012a). Por último, durante un evento deformativo D3, se habría producido deformación frágil con
removilización de fluidos, evidenciada
por fracturas y venillas de calcita y clorita en granulitas y filonitas.
En cuanto a la edad de la deformación
en la megacizalla de Azul, no existen
datos. Frisicale et al. (2010) y Cingolani
(2011) teniendo en cuenta las relaciones
de corte entre las zonas de cizalla y los
diques toleíticos (1.588 ± 11 Ma, Teixeira et al. 2001), señalan que la edad de la
deformación estaría entre 1.600 y 2.000
Ma, durante el Paleoproterozoico. Ribot (2000) obtiene edades K-Ar en hornblendas de anfibolitas y migmatitas de
la zona de Pablo Acosta, las cuales dieron edades de 2.145 ± 51 Ma y 2.038 ±
29 Ma, respectivamente (Transamazoniano). González Bonorino et al. (1956)
indican que el cerro Siempre Amigos está compuesto por un granito de grano
grueso, color rojo, siendo este trabajo el
único donde se menciona la geología de
dicha localidad, caracterizada por la presencia de cuarzo concentrado en zonas
y notable escasez de minerales máficos.
En el granito de Siempre Amigos se obtuvieron 8 análisis de 8 circones con menor evidencia de alteración, también mediante U-Pb SHRIMP, en los cuales la
intersección superior en 2.101 ± 220
Ma (MSWD = 336) es compatible con
una derivación de un protolito granítico de edad paleoproterozoica (Rhyaciano) descrita en la región (Angeletti et al.
2014).
GEOLOGÍA DEL ÁREA DE
ESTUDIO
Se realizó la observación de las rocas y
las mesoestructuras en el campo, ayudados por imágenes satelitales y fotos aéreas, y la toma de datos estructurales y
muestras de roca orientadas para su posterior análisis e interpretación con el objeto de confeccionar un primer mapa
geológico del área (Fig. 1a, b).
La litología observada predominante es
un granito deformado que en el centro y
hacia los bordes se encuentra interdigitado con una roca gnéisica y cuerpos de
anfibolitas subverticales con rumbo similar a la foliación, cuyo espesor en general no supera los 10 cm. Tanto en el
borde norte como en el borde sur del cerro Siempre Amigos afloran gneises. Todas las rocas, tanto las graníticas como
las gnéisicas, presentan evidencias de
haber sufrido deformación frágil-dúctil, si bien no todas han sido afectadas
por la deformación con igual intensidad.
Las zonas de deformación, cartografiadas en la figura 1b, se reconocieron como fajas cuyas extensiones varían entre
80 a 500 m, y un ancho de 20 km aproximadamente. También se han observado
en una zona central, topográficamente
más deprimida, un pequeño afloramiento de rocas dioríticas y granodioríticas,
sin presentar relaciones claras con el resto de las rocas, y otro pequeño aflora-
miento de granulitas en la zona noreste del cerro.
Características estructurales mesoscópicas
El rasgo estructural más importante es
la foliación milonítica de rumbo general N250º e inclinación subvertical y no
fueron identificadas lineaciones minerales en los afloramientos de la zona. Las
mediciones de la foliación fueron volcadas en un diagrama de rosas (Fig. 1a).
Puede observarse claramente en las fotos aéreas de la zona e imágenes satelitales que la orientación general es similar a la del cerro La Crespa ( Jorgensen
et al. 2008), y levemente diferente, hasta
un máximo de unos 20º en promedio, a
la orientación de la foliación milonítica
en la megacizalla de Azul. La foliación
del cerro Siempre Amigos se ve especialmente marcada por la orientación de
las cintas de cuarzo en las rocas graníticas (Fig. 2a). Las rocas presentan una deformación que varía en intensidad, evidenciada por una foliación más marcada
en determinados sectores, como en las
fajas ultramiloníticas en los afloramientos gnéisicos (Fig. 2b). En la zona sur del
área estudiada, las rocas gneísicas milonitizadas, con inyecciones de granito rojizo, presentan escasos porfiroclastos de
feldespato potásico de 1 cm de diámetro
aproximadamente, con colas simétricas
y asimétricas, que configuran indicadores cinemáticos, algunos tipo σ, con sentido de desplazamiento inverso sinestral
(Figs. 2c, d) o ascenso del bloque norte.
Estos indicadores cinemáticos son escasos y no han sido identificados otros tipos.
ANÁLISIS PETROGRÁFICO
MICROESTRUCTURAL
Al microscopio se realizó el análisis petrográfico y microestructural, que nos
indica los mecanismos de deformación
que actuaron en cada mineral y permitió identificar diferencias en los estilos
de deformación del granito y de la migmatita y nos condujo a estimar las condiciones metamórficas predominantes de
Petrología granito cerro Siempre Amigos, Tandilia.
la deformación. La heterogeneidad de la
deformación se refleja, no sólo en las microestructuras de los minerales presentes, sino también en el arreglo textural
de la roca. Por eso mismo, primero se
realiza una descripción del granito en
cuanto a su mineralogía y luego según
su textura ligada a su grado de deformación. También a continuación se describen el resto de las rocas presentes en el
área.
Granito
La composición más frecuente está dada por la siguiente asociación mineralógica: cuarzo (50%), feldespato potásico
(30%), tanto microclino como feldespato pertítico, plagioclasa (15%), y como único mafito, biotita (5%). El tamaño medio de los cristales es de 300 µm.
Las microestructuras y arreglos texturales están presentes de forma más notoria en los minerales félsicos, como por
ejemplo, la formación de cintas de cuarzo ó la presencia de porfiroclastos de feldespato potásico ó plagioclasa, lo cual es
determinante para interpretar la variación en la intensidad de la deformación.
Cabe mencionar la presencia de escasa muscovita primaria y en sitios aislados (en la zona noreste), la ocurrencia de
porfiroclastos de granate. Estos se presentan incluyendo cristales de cuarzo y
feldespato pertenecientes a la matriz del
granito, y son de color rosado muy tenue, de formas subhedrales, y no presentan zonación. Sólo en afloramientos
de la zona noreste se han reconocido escasos cristales de hornblenda, asociada
a biotita y en ocasiones, constituyendo
porfiroclastos.
Como minerales accesorios más comunes se reconoce allanita y circón. La allanita en ocasiones se presenta agrupada en sectores, como cristales bastante
grandes, prismáticos con bordes redondeados, de color anaranjado característico, algunos con zonación. Se reconocen allanitas ópticamente isótropas, las
cuales son metamícticas, es decir que
poseen forma cristalina externa, pero
su red cristalina ha sido destruida por la
emisión de elementos radiactivos. Los
Figura 2: a) Cintas de cuarzo en granito rojizo, litología predominante de la zona, marcan la foliación
milonítica; b) Fajas ultramiloníticas en los afloramientos gnéisicos, con foliación más marcada; c) Rocas
gnéisicas milonitizadas, con porfiroclastos de feldespato potásico de 1 cm de diámetro aproximadamente,
con colas simétricas y asimétricas. Se muestran algunos indicadores cinemáticos con sentido de desplazamiento sinestral, orientados en la foliación principal; d) Block diagrama reconstruyendo el afloramiento
de la imagen anterior. Se observan escasos indicadores cinemáticos que apuntan a un sentido de movimiento top to the south vistos en un plano vertical perpendicular a la foliación milonítica, además de
algunos indicadores con desplazamiento sinestral, en un plano horizontal perpendicular a la foliación.
circones aparecen como cristales prismáticos, algo redondeados, grandes, en
algunos casos con zonación, levemente
castaños, con aspecto sucio. Completan
las fases accesorias apatito y minerales
opacos, estos últimos pseudocúbicos,
usualmente asociados a biotita ó en ocasiones anhedrales e intersticiales ó en
pequeñas venillas. En algunos cristales
de feldespato potásico y de plagioclasa,
es muy intensa la alteración sericítica,
donde pueden reconocerse algunos cristales de muscovita secundaria, y es menos frecuente el epidoto, usualmente en
los planos de clivaje de la biotita. Se ha
identificado biotita alterada a clorita en
mucha menor proporción. Se observaron venillas de calcita en zonas localizadas, atravesando toda la muestra, representando un evento posterior.
Según lo dicho anteriormente, la deformación en esta zona ha sido heterogénea, por lo tanto se pueden diferenciar
granitos protomiloníticos con foliación incipiente, milonitas en cinta (ribbon mylonite) y granito altamente defor-
mado (striped gneiss). Las dimensiones de
los afloramientos de este tipo de rocas se
encuentran expuestas en el mapa de la figura 1b, y fueron descriptas previamente. Las ribbon mylonite (Passchier y Trouw
2005) son milonitas de alto grado metamórfico que pueden reconocerse por la
presencia de cintas elongadas de cuarzo
recristalizados y algunos porfiroclastos
mayores de feldespato. Los striped gneiss
(Passchier y Trouw 2005), por su parte,
poseen una alternancia de cintas de cuarzo y de feldespato recristalizado constituyendo una matriz. Como se mencionó
previamente, en un pequeño afloramiento en la zona central (Fig. 1), existen otras
rocas félsicas como granodioritas y dioritas, donde se ven agregados de cuarzo, en
parte formando incipientes cintas, grandes porfiroclastos de plagioclasa y feldespato potásico que alcanzan hasta los
2 cm de largo por 1 cm de ancho, donde
los primeros presentan maclas curvadas y
los segundos pertitas en llamas y algunos
contactos mirmequíticos. Los cristales de
biotita están orientados con la foliación y
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asociados a minerales opacos. El resto de
la roca está formada por matriz recristalizada de feldespatos y cuarzo, de tamaño
de grano promedio de 100 µm, con textura poligonal. Como minerales accesorios
están presentes minerales opacos, allanita, apatito y circón.
Protomilonitas: Las rocas protomiloníticas
presentan cierta foliación incipiente y poseen una textura granular de grado fino a
medio. Los cristales de cuarzo presentan
algunas evidencias de deformación, en
general son equigranulares, con desarrollo de contactos lobulados o bulging, algunos con extinción ondulante y formación de subgranos. Se observan escasos
contactos poligonales entre los minerales félsicos de tamaño de grano más pequeños. Los feldespatos presentan pertitas en llamas, escasas maclas deformadas
y extinción ondulante. La biotita se presenta levemente curvada.
Ribbon mylonite: En las ribbon mylonite, tanto la plagioclasa como el microclino y
feldespato pertítico se presentan como
porfiroclastos elongados a veces con formas abudinadas o microboudinage en
el sentido de la foliación. Las plagioclasas muestran maclas curvadas y de deformación y los cristales de feldespato
potásico poseen algunos contactos mirmequíticos. En algunos casos, los cristales mayores de feldespato pertíticos
presentan pertitas en llamas. Se puede
observar alrededor de los mismos el desarrollo de una textura núcleo-manto (Fig.
3a). Algunos porfiroclastos están rotados
y en otros casos poseen colas simétricas
formadas por cuarzo y feldespato. El sentido de desplazamiento dado por los porfiroclastos rotados vistos al microscopio
no posee una tendencia clara en la mayoría de los casos. Por otro lado, el alargamiento de algunos porfiroclastos vistos
en secciones delgadas orientadas paralelas a la horizontal indicaría una extensión
en dirección ENE-OSO paralela a la foliación milonítica.
Los cristales de cuarzo forman cintas
bastante desarrolladas, policristalinas, de
tipo 3 y tipo 4 (Boullier y Bouchez 1978),
las cuales se curvan adaptándose a la forma de los porfiroclastos (Figs. 3a, b). Los
contactos entre los cristales de cuarzo
de las cintas son lobulados, algunos con
marcada extinción ondulante, bandas de
deformación y desarrollo de subgranos.
El cuarzo de las cintas presenta numerosos trenes paralelos de inclusiones fluidas
muy pequeñas que atraviesan el cristal en
forma perpendicular a las cintas y, por
ende, a la foliación. Se identificaron algunos minerales tipo fish de feldespato potásico, algunos en el interior de cristales
de cuarzo y entre cristales de cuarzo alineados formando cintas (Fig. 3c).
Los espacios entre las cintas de cuarzo y
los porfiroclastos están ocupados por microclino, plagioclasa y cuarzo recristalizado, de grano muy fino, entre 50 a 100
μm, presentando una textura poligonal
con contactos rectos y a 120º entre los
granos. En otros casos, la matriz con textura poligonal se combina con una textura de granulación, con cristales redondeados y tamaño de grano muy fino, formada
por estos mismos minerales. La biotita se
localiza agrupada en sectores, con signos
de deformación como curvamiento de
clivaje y pliegues kink en algunos casos.
En algunas muestras se observó la presencia de cristales aislados de cuarzo, anhedrales, con deformación intracristalina
evidenciada por extinciones tipo “tablero
de ajedrez”, propias de temperaturas mayores a 700º C (Passchier y Trouw 2005).
Striped gneiss: En las rocas más intensamente deformadas, striped gneiss, los cristales de cuarzo se presentan orientados
en cintas policristalinas tipo 3 (Boullier
y Bouchez 1978) bien desarrolladas, continuas y con marcado contraste de tamaño entre los cristales que la forman y la
matriz (Fig. 3d). En forma muy aislada
se observan porfiroclastos de grano medio de feldespato potásico y plagioclasa con alteración sericítica. Los cristales
de feldespato potásico presentan pertitas
en llamas, mientras que las plagioclasas
muestran maclas de deformación y maclas deformadas. La matriz está formada
por cristales de microclino, plagioclasa y
cuarzo con textura poligonal. Se observan algunos minerales tipo fish, de microclino, entre cristales de cuarzo que
forman parte de las cintas. La biotita se ve
en ocasiones orientada en planos siguiendo la foliación y otras veces agrupada sin
orientación alguna, asociada muchas veces a los minerales opacos. La muscovita es de grano muy fino y se encuentra en
parte orientada entre las cintas de cuarzo. Posiblemente, parte de la muscovita
esté recristalizada, ya que está orientada y
normalmente recristaliza a temperaturas
más bajas que la plagioclasa y el feldespato potásico.
Entre striped gneiss y ribbon mylonites se observan rocas de transición, de acuerdo a
la mayor o menor proporción de porfiroclastos y cintas de cuarzo, con el consecuente aumento ó disminución de este
mineral en la matriz.
Gneises
Los gneises presentan también rasgos de
milonitización. Se trata de rocas de textura bandeada donde los minerales máficos, hornblenda (15%) y biotita (10%),
definen el bandeado junto con el alargamiento de minerales félsicos, feldespato
pertítico y microclino (30%) y plagioclasa (15%), paralelos a la foliación. El cuarzo (30%) muestra microtexturas de deformación, con extinción ondulante en
parte con bandas de deformación, bulging, formación de subgranos y en algunos casos desarrolla incipientes cintas
poco continuas, policristalinas, que siguen la foliación y se adaptan a la forma
de los porfiroclastos. Los porfiroclastos
de plagioclasa y feldespato potásico poseen formas abudinadas y algunos desarrollan incipientes texturas núcleo-manto. Las plagioclasas presentan maclas
curvadas y maclas de deformación y los
cristales de feldespato potásico muestran
pertitas en llamas. En algunos casos, se
encuentran presentes acompañando a los
minerales máficos escasos ortopiroxenos
levemente elongados y curvados (Fig. 3e).
La hornblenda se asocia al piroxeno por
retrogradación y en algunos casos desarrolla también una incipiente textura núcleo-manto (Fig. 3f).
Anfibolitas
En las zonas centrales, donde el gneis se
encuentra interdigitado con el granito,
Petrología granito cerro Siempre Amigos, Tandilia.
también afloran los mencionados cuerpos de anfibolitas. La anfibolita es una
roca de grano muy fino y bastante homogéneo, donde la foliación está marcada
por la orientación de la biotita y la hornblenda. Presenta abundante hornblenda (45%), biotita (20%), plagioclasa (25%)
y cuarzo (10%), y como minerales accesorios titanita, apatito y escasos circones
pequeños. Se observan pequeños cristales de epidoto orientados a lo largo del clivaje de la biotita. En general, la roca esta
poco alterada. Los minerales no muestran rasgos de haber sufrido deformación
muy intensa, algunas plagioclasas presentan maclas de deformación, extinción ondulante, algunos contactos mirmequíticos entre porfiroblastos y en algunos
sectores la matriz muestra texturas poligonales.
Granulitas
Las rocas granulíticas del pequeño afloramiento en la zona sur, están compuestas por plagioclasa (45%), ortopiroxeno
(23%), clinopiroxeno (2%), feldespato
potásico (7%), cuarzo (4%), biotita (18%),
granate (1%). Si bien es una roca de grano fino en general homogénea, tiene evidencias de deformación, se ve una cierta foliación marcada principalmente por
la orientación de los cristales de biotita. Existen incipientes microestructuras tipo núcleo-manto con maclas deformadas y de deformación en plagioclasa,
biotitas algo flexuradas, piroxenos fracturados, cuarzo con extinción ondulosa
y bordes algo lobulados. Algunas plagioclasas y feldespatos potásicos muestran
alteración sericítica. Los granates engloban cristales de biotita, cuarzo, plagioclasa. Los minerales accesorios son apatito,
algo de titanita y minerales opacos.
MECANISMOS DE
DEFORMACIÓN
En las rocas protomiloníticas, además
de la incipiente foliación, los rasgos de
deformación son escasos, sólo se ven reflejados en las microtexturas del cuarzo y del feldespato. El cuarzo muestra
mecanismos de deformación intracris-
Figura 3: Microfotografías con nicoles cruzados de granito y gneis con diferente grado de deformación.
a) Granito con textura ribbon mylonite, con cintas de cuarzo (RQ) orientadas según la foliación. Porfiroclasto de plagioclasa (Pl) con desarrollo de textura núcleo-manto y abundante alteración sericítica; b)
Textura ribbon mylonite en granito, muy desarrollada, con porfiroclastos de feldespato, algo abudinados
en el sentido de la foliación, cintas de cuarzo tipo 3 curvadas siguiendo la forma del porfiroclasto. Matriz
cuarzo feldespática, con textura poligonal y microgranular; c) Fish de feldespato potásico (FK) dentro
de cinta de cuarzo (RQ), indicando en este caso un sentido de cizalla dextral; d) Granito striped gneiss
mostrando cintas de cuarzo tipo 3 muy desarrolladas (RQ), ausencia de porfiroclastos de feldespato, y
cuarzo y feldespato constituyendo una matriz recristalizada con textura poligonal entre las cintas; e) Cristal de piroxeno (Px), en este caso ortopiroxeno, levemente curvado, presente en roca gnéisica. Acompañan
biotita (Bt) y en los dominios félsicos, cuarzo (Qz) y feldespato potásico (FK), en ocasiones microclino; f )
Porfiroclasto de hornblenda (Hb) con desarrollo de textura núcleo-manto en roca gnéisica.
talina, con extinción ondulosa, bulging,
producto del cual se observan bordes de
cristales lobulados, y en menor medida
recristalización dinámica por rotación
de subgranos. Los feldespatos muestran
pertitas en llamas, maclas curvadas y extinción ondulosa, productos de mecanismos como microfracturación interna, acompañada por deslizamiento de
dislocaciones (Passchier y Trouw 2005).
Estas rocas habrían sido afectadas por
mecanismos de deformación propios de
condiciones de bajo grado (300-400ºC).
Los granitos con texturas striped gneiss
y las ribbon mylonites, según Passchier y
Trouw (2005), son rocas de zonas de cizalla de alto grado y de baja tasa de deformación, donde las milonitas se reorganizan con el desarrollo de cintas de cuarzo
y algunos porfiroclastos. El microboudinage que muestran los porfiroclastos,
tanto de plagioclasa como de feldespa-
217
218
M. ANGELETTI, M. C. FRISICALE Y L. V. DIMIERI
to potásico, estaría originado por deformación intracrisitalina (Hanmer 2000).
Los mecanismos de deformación que
originaron las microestructuras núcleomanto observadas en porfiroclastos de
feldespato potásico y plagioclasa presentes en las ribbon mylonites, según Passchier
y Trouw (2005) son recristalización por
bulging y rotación de subgranos, equivalente a régimen 1 y 2 de Hirth y Tullis
(1992). La presencia de contactos mirmequíticos en los bordes de porfiroclastos de feldespatos, también indican la
ocurrencia de ambos mecanismos de deformación: recristalización por rotación
de subgrano y migración de borde de
grano, propios de condiciones de medio
a alto grado (más de 500ºC) (Passchier y
Trouw 2005). Las cintas de cuarzo, con
bordes rectos y forma rectangular, presentes en ambas texturas, más desarrolladas en las striped gneiss que en las ribbon mylonites, según Hippertt et al. (2001)
se formarían por un proceso de migración de borde de grano en ambientes
metamórficos de alto grado, donde granos de cuarzo dispersos son continuamente estirados y segregados por procesos cristaloplásticos. Los cristales de
feldespato tipo fish en una matriz cuarzo feldespática, se formarían por deformación intracristalina, asistidos posiblemente por recristalización dinámica a lo
largo de los bordes, en rocas deformadas
en condiciones de alto grado metamórfico (ten Grotenhuis et al. 2003, Passchier
y Trouw 2005).
Los porfiroclastos de hornblenda presentes en las rocas migmatíticas, también desarrollan en ocasiones texturas
núcleo-manto. Según Passchier y Trouw
(2005 y referencias allí citadas), para desarrollar estas microtexturas, los anfíboles son asistidos por mecanismos de deformación frágil, es decir fracturación, a
una temperatura entre 650º y 700º C, y
con recristalización dinámica involucrada, aunque es más probable que sean originados por fracturación acompañada
de disolución y precipitación. En cuanto a los piroxenos, presentes en las granulitas, sólo se ven fracturados en algunos casos.
Por último, los cristales de cuarzos con
extinción tipo “tablero de ajedrez” presentes en los granitos, responden a mecanismos de deslizamiento basal y prismático, en condiciones de alto grado
mayores a 700ºC (Stipp et al. 2002). Probablemente, estos mecanismos actuaron
durante la cristalización de la roca en las
últimas etapas de su emplazamiento, ya
que son temperaturas claramente superiores a las condiciones de deformación
descriptas para el resto de las microestructuras presentes en los minerales de
las rocas del área.
ORIENTACIONES
CRISTALOGRÁFICAS
PREFERENTES
En la mayor parte de las rocas deformadas los cristales muestran un arreglo sistemático u orientación preferencial de
las celdas cristalinas, y se dice que tales
rocas tienen una orientación cristalográfica preferencial para un mineral determinado (Passchier y Trouw 2005). Los
cristales que poseen formas planares o
elongadas en una dirección cristalográfica particular, como las micas o los anfíboles, tienen una orientación cristalina preferente fácil de reconocer ya que
se disponen paralelos a la foliación. En
cambio, en minerales como el cuarzo o
la calcita, es más difícil de reconocer la
presencia de orientaciones preferenciales, y se deben utilizar técnicas complementarias para reconocer estas orientaciones.
Tanto las microestructuras de cuarzo
como las orientaciones cristalográficas
preferenciales de cuarzo son utilizadas
frecuentemente para comprender la cinemática de la deformación y para inferir las condiciones ambientales de presión y temperatura operantes en zonas
de cizalla antiguas exhumadas.
En nuestro caso, se utilizó el método de
la medida de la orientación de los ejes c
del cuarzo por medio de la platina universal de 4 ejes, que consiste en una serie de anillos que pueden girar independientemente unos de otros, y permite
rotar una sección delgada en un amplio
rango de orientaciones. Se utilizaron 4
muestras orientadas del granito del cerro Siempre Amigos, de un perfil casi
normal a la foliación milonítica, con la
finalidad de analizar las características
de la deformación y sus variaciones. Las
muestras elegidas presentan diferente
grado de deformación, con texturas desde protomilonita, hasta una transición
entre ribbon mylonite y striped gneiss. Las
mismas se seleccionaron teniendo en
cuenta ciertas características que deben
poseer los granos para su evaluación. De
esta manera, se eligieron aquellos granos que presentan una deformación interna (extinción ondulante) baja y cuyo
tamaño es mayor de 50 µm. El tamaño
de los granos recristalizados es bastante
homogéneo en cada una de las muestras
analizadas. En cada muestra se midió la
orientación del eje c de 100 granos individuales y de aquellos que forman parte
de una cinta (ribbon quartz ). Los resultados obtenidos pueden verse en la figura 4, donde se muestran los diagramas
de densidad y su respectiva ubicación en
el perfil y donde la línea de trazos punteada dentro de los diagramas representa la orientación de la foliación milonítica. Todas las muestras poseen la misma
orientación, normal a la foliación milonítica y horizontal a subhorizontal al terreno.
Se puede apreciar que el diagrama de la
muestra 01270404, ubicada en el borde
NNO de los afloramientos, sumado al
diagrama de la muestra 13031105, ubicada en el borde SSE, muestran un arreglo de ejes c de cuarzo con cierta simetría respecto de la foliación milonítica,
dando una idea de la predominancia de
deformación coaxial (Nicolas y Poirier
1976, Lister y Hobbs 1980, Twiss y Moores 1992, Passchier y Trouw 2005). Entre las muestras 05270404 y 13031105,
donde aflora el granito intercalado con
rocas gnéisicas y anfibolitas, no se pudieron seleccionar muestras para realizar las mediciones y los diagramas correspondientes, ya que los granos de
cuarzo no cumplían con los requisitos
especificados anteriormente para ello.
Por lo tanto, se decidió agregar las me-
Petrología granito cerro Siempre Amigos, Tandilia.
Figura 4: Diagramas de densidad de orientaciones de eje c de cuarzo mostrando su ubicación en el área de estudio. Hemisferio inferior, secciones XZ. La foliación milonítica se indica en los diagramas con una línea negra punteada, con orientación NE.
diciones de la muestra 01031105 a este
análisis, ya que, si bien se encuentra en
el extremo NE, está ubicada en línea con
las zonas centrales de la faja de afloramientos del cerro Siempre Amigos. Si,
de esta manera, comparamos con el diagrama de la muestra 01031105, la misma
presenta una menor asimetría respecto
a los diagramas de las restantes muestras. Esta menor asimetría indica que
en el sector central de la faja de afloramientos del cerro Siempre Amigos predominan movimientos no coaxiales con
sentido de cizalla izquierda. En cuanto al diagrama de la muestra 05270404,
se observa algo de asimetría, mostrando una geometría bastante similar a la
muestra 01031105 en el NE de la faja,
por lo que podemos inferir que en este
punto, estaríamos en una zona de transición hacia el centro, donde predominan
movimientos no coaxiales y sinestrales.
En general, podemos decir que hay variaciones en el grado de simetría de la
orientación cristalográfica preferente, lo
cual podría sugerir que los mecanismos
de aplanamiento se destacan próximos
a los contactos con las rocas gnéisicas,
donde se ha generado orientación cristalográfica preferente con marcada simetría, y que habría componentes de cizallamiento simple hacia el centro de los
afloramientos.
GEOQUÍMICA
Se realizaron 12 análisis químicos en
muestras representativas del granito, sobre roca total, de elementos mayoritarios, minoritarios y trazas, con el empleo
de técnicas de fusión ICP en laboratorios ACT-LABS, Canadá (Cuadro 1).
Los gráficos presentados en las figuras
5 y 6 fueron realizados con el programa
IGPET. Cabe la aclaración que se parte del supuesto que no hay cambios en la
composición química del granito a pesar
de la deformación, lo cual no necesariamente es así. En el diagrama triangular
An-Ab-Or, composición molecular normativa, de Barker (1979), fueron graficados los análisis obtenidos clasificando a
la roca como un granito (Fig. 5a).
Se trataría de un granito levemente pe-
raluminoso, con valores de ASI entre 1,0
y 1,1, muy cercano al límite de granitos
metaluminosos, obteniendo esta clasificación en el diagrama de Maniar y Piccoli (1989) utilizando los índices de Shand
(1949) (Fig. 5b). En el diagrama multicatiónico de Batchelor y Bowden (1985)
para discriminar ambientes tectónicos
de los granitos, las muestras caen entre
los campos de granitos sincolisionales y
postorogénicos (Fig. 6a).
Existen variaciones composicionales en
función del grado o tipo de deformación, aunque no fueron consideradas al
realizar las clasificaciones anteriores. En
la tabla 1, se indica junto al análisis de
cada muestra, la textura que le corresponde y a su vez, el grado de deformación de la misma. Puede observarse una
disminución en los contenidos de potasio desde 5,66 en granito protomilonítico a 3,85 y 4,4 en rocas con mayor grado
de deformación, a la vez que se produce
un aumento de calcio desde 0,38 en protomilonitas a 0,87 en rocas con textura
striped gneiss. Estas variaciones podrían
considerarse evidencia de circulación de
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220
M. ANGELETTI, M. C. FRISICALE Y L. V. DIMIERI
CUADRO 1: Resultados de los análisis geoquímicos mayoritarios y trazas expresados en porcentaje en peso y ppm, respectivamente, correspondientes a muestras de granito.
Nº Muestra
Grado de 0527 0627
0727
0827
1003 0205
0106
0406 1106
1606 0407
0507
deformación PM RM SG RM SGSG PM RMRM RMPM PM
SiO2
77,21 77,66 77,98 75,55 73,7474,06 74,55 75,09 78,04 78,67 74,81 77,24
Al2O3
12,37 11,57 11,64 12,74 14,5613,32 12,88 13,42 12 11,68 13,24 12,18
FeOT
0,88 0,88 1,27 1,36 0,821,84 2,35 1,25 1,22 0,74 1,46 1,35
MnO
0,01 0,01 0,010,02 0,010,02 0,04 0,01 0,010,010,01 0,02
MgO
0,03 0,06 0,04 0,04 0,050,63 0,15 0,03 0,12 0,1 0,02 0,05
CaO
0,44 0,47 0,55 0,36 0,870,7 1,18 0,54 0,68 0,59 0,38 0,62
Na2O
3,37 2,91 3,19 2,71 4,173,67 2,46 3,28 3,49 2,94 3,36 3,53
K 2O
4,95 5,16 4,59 6,05 4,864,4 5,1 5,64 3,85 4,71 5,66 4,39
TiO2
0,07 0,08 0,040,03 0,010,15 0,18 0,1 0,020,060,03 0,02
P 2O5
0,02 0,02 0,02 0,02 0,030,02 0,04 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01
LOI
0,5 1,0 0,5 1 0,80,9 0,5 0,5 0,4 0,4 0,9 0,4
Total
99,84 99,82 99,82 99,88 99,9099,71 99,43 99,86 99,85 99,90 99,87 99,91
PPm
Rb
161,8 176,2 233,4 205,1 264,1113,8 137,5 223,5 158,9 132 227,8 232,8
Y
3,6
3,7 30,7 14 12,44,8 13,9 2,1 4,3 1,6 13,7 100,9
Nb
1,8 1,3 3,3 0,6 0,57,9 5,7 5,8 2,1 0,9 2,6 2,2
Debajo del número de muestra está indicado el grado de deformación de la roca analizada. Abreviaturas: PM: Protomilonita, RM: Ribbon mylonite, SG: Striped
gneiss.
fluidos ocurrida probablemente durante
la deformación milonítica. Sólo en una
muestra, la 0106, no se observan las variaciones descriptas, ya que esta corresponde a un granito con granate.
Respecto a los elementos traza, se volcaron los datos obtenidos en el diagrama
Nb vs. Y de Pearce et al. (1984), e indican
que se trataría de un granito sin-colisional ya que la mayoría de las rocas caen en
este campo (Fig. 6b).
DISCUSIÓN
Como consideraciones finales se comenzará analizando la microdeformación y los mecanismos de deformación
actuantes, retomando aspectos que fueron discutidos en Angeletti et al. (2014),
para poder aproximar las condiciones de
la milonitización de la zona. Pryer (1993)
sugiere una temperatura mayor a 550ºC,
para los mecanismos de recristalización
dinámica por rotación de subgranos o
migración de bordes de grano, actuantes
en el desarrollo de texturas tipo núcleomanto en feldespatos y plagioclasas.
Respecto a las cintas de cuarzo tipo 3 y
4, según Boullier y Bouchez (1978), su
formación ocurriría a una temperatura
superior a los 400ºC. Stipp et al. (2002)
establecen que la recristalización por rotación de subgrano en cuarzo es dominante en un rango de temperaturas entre
400º y 500ºC y la migración de borde de
grano en un rango entre 500º y 700ºC.
Por todo esto, podemos estimar que en
la zona de Siempre Amigos, esta deformación milonítica es de grado metamórfico medio a alto, con una temperatura
entre 400º y 600ºC, algo menor a la indicada por Jorgensen et al. (2008) para
la zona de la Crespa y por Frisicale et al.
(2010) para algunos sectores de la megacizalla de Azul, como cerro Negro y manantiales de Pereda. En el caso del área
de La Crespa, la deformación ocurrida
dentro del campo dúctil en condiciones
metamórficas de grado medio a alto, en
facies anfibolita superior-granulita inferior, fue determinada por Jorgensen et
al. (2008) teniendo en cuenta los mecanismos de deformación observados: recristalización dinámica de feldespatos,
piroxenos, anfíboles, biotita y cuarzo;
elongación de piroxenos y desarrollo de
microboudinage. A diferencia de las rocas del cerro Siempre Amigos, y a pesar
de que los protolitos de las rocas deformadas son considerados granulitas en el
cerro La Crespa, las escasas ro­cas gnéisicas con cristales de piroxenos no desarrollaron elongación, recristalización
dinámica, ni microbou­d inage, aunque si
se observaron algo curvados. Frisicale et
al. (2010), por otro lado, para la megacizalla de Azul, en las zonas de Cerro Negro y manantiales de Pereda, estimaron
las condiciones metamórficas de anfibolita a granulita mediante el análisis de los
mecanismos de deformación, los cuales
son similares a los que actuaron en las
rocas de la zona de La Crespa. Además,
mencionan la recristalización por migración de borde de grano en el cuarzo
entre los 550 y 700ºC, la cual genera granos recristalizados en las cintas de cuarzo que llegan hasta los 4 mm de largo,
mayores a los cristales de cuarzo de las
cintas en los stripped gneiss del cerro Siempre Amigos. Si bien la geocronología de
la milonitización de la megacizalla de
Azul no ha sido obtenida y está actualmente bajo estudio, se obtuvo una edad
de 2.101 ± 220 Ma que fue interpretada
como correspondiente a la cristalización
del granito (Angeletti et al. 2014). A pesar de los leves cambios en la orientación
de la foliación milonítica de ambas zonas, consideramos que probablemente
Petrología granito cerro Siempre Amigos, Tandilia.
toda la zona incluyendo el cerro La Crespa, forma parte del mismo proceso tectónico ya que presenta similares rasgos
de milonitización. En cuanto a los cristales de cuarzo aislados con extinción
en “tablero de ajedrez”, se asocian a mecanismos de deformación que actuaron
en condiciones submagmáticas mayores
a 700ºC, probablemente en el momento en que fue emplazado el cuerpo granítico. A pesar de que no hay mayores
evidencias de microestructuras submagmáticas, es difícil su reconocimiento debido a que están enmascaradas por las
microestructuras posteriores producto
de la deformación milonítica.
Otro aspecto a considerar es la diferencia en las microestructuras presentes en
las rocas máficas y las rocas félsicas. Las
primeras, representadas principalmente por anfibolitas, e incluyendo en este
grupo gneises y granulitas, muestran escasas evidencias de deformación comparado con las microestructuras presentes
en el granito, litología predominante en
el área, cuyos mecanismos de deformación fueron analizados previamente. Esto se debería a las altas proporciones de
minerales relativamente débiles, como
por ejemplo cuarzo y biotita, en las rocas félsicas, en comparación con el predominio de minerales resistentes ante la
deformación, como hornblenda y plagioclasa en las rocas más máficas (Vernon et al. 2012).
También es destacable la diferencia en
las orientaciones cristalográficas de los
ejes c de cuarzo obtenidas por el análisis
de los diagramas de densidad de las mediciones realizadas. Los mecanismos de
aplanamiento parecen destacarse próximos a los contactos del granito con las
rocas gnéisicas, donde se ha generado
una orientación cristalográfica preferente con marcada simetría, y componentes
de cizallamiento simple, se darían hacia
el centro de los afloramientos. Bhattacharya y Weber. (2004) en un área ubicada al noroeste del Himalaya en la India,
obtienen patrones de las fábricas de eje
c y a de cuarzo que muestran la coexistencia de dos dominios de deformación
principal: uno que responde a una defor-
Figura 5: Clasificación del granito del cerro Siempre Amigos según su geoquímica. a) Diagrama triangular An-Ab-Or, composición molecular normativa, de Barker (1979); b) Diagrama de Maniar y Piccoli
(1989).
mación no coaxial y el otro a una deformación coaxial. Estos autores proponen
que este comportamiento se debería a
un aumento progresivo del esfuerzo de
cizalla dúctil. Frisicale et al. (1998, 1999,
2001, 2005), mediante el estudio de la
forma de los porfiroclastos, proponen
que la megacizalla se habría desarrollado
por procesos donde predomina el aplastamiento ( flattening), con escasa componente de transcurrencia por lo cual, los
procesos podrían considerarse similares a nivel regional. En el caso del cerro
Siempre Amigos, es necesario continuar
y profundizar este estudio con una mayor densidad de mediciones para lograr
una explicación adecuada para este comportamiento.
En cuanto a su geoquímica, podemos
decir que el granito del cerro Siempre
Amigos es levemente peraluminoso, si
bien el índice de saturación en alúmina
es mayor a 1, se encuentra muy cerca del
límite del campo de los granitos peraluminosos con los granitos metaluminosos. Además, no presenta abundancia en
los minerales ricos en alúmina, típicos
de granitos peraluminosos ya que como se mencionó previamente, minerales como el granate son escasos. Por otro
lado, Pankhurst et al. (2003), en afloramientos ubicados entre 10 y 20 km aproximadamente al noroeste de la zona de
estudio, como los cerros Peregrino, Sotuyo, Redondo y Va. Mónica, clasificaron los granitoides como tipo I, origina-
221
222
M. ANGELETTI, M. C. FRISICALE Y L. V. DIMIERI
Figura 6: Diagramas de discriminación de ambiente tectónico para el granito del cerro Siempre Amigos.
a) Diagrama multicatiónico Batchelor y Bowden (1985); b) Diagrama Nb vs. Y de Pearce et al. (1984).
dos por fusión de rocas ígneas máficas
preexistentes. A diferencia del granito
de nuestra zona, estos son ricos en hornblenda y presentan ausencia de minerales peraluminosos. Por estas diferencias, los granitos de la zona de estudio
no clasificarían como granitos tipo S ni
como granitos tipo I, siguiendo los criterios de la clasificación de Chappell y
White (1974). Más allá de la vigencia de
estos criterios, realizamos esta comparación ya que los granitos analizados has-
ta el momento en la región, han sido clasificados de esta manera, por lo que se
plantea la duda sobre su origen. Sin embargo, revisando la petrografía, las formas subhedrales de los cristales de circones con escaso redondeamiento, nos
acercan a la suposición de un origen ígneo para los protolitos que originaron
los magmas de los granitoides además,
de la homogeneidad en la población en
cuanto a forma, tamaño y presencia de
zonación.
En cuanto al ambiente tectónico, según
el gráfico de Pearce et al. (1984), observamos que se trataría de un granito sincolisional o de arco volcánico, lo cual concuerda con lo dicho por Dalla Salda et al.
(1992) para granitos ubicados en la zona
de Tandil, al noreste del cerro Siempre
Amigos, en el cerro Tandileufú, cerro Federación, sierra Alta de Vela y otros, donde los gráficos dan patrones muy similares. Pankhurst et al. (2003), utilizando el
gráfico de Batchelor y Bowden (1985) para discriminar ambientes tectónicos de
los granitos, concluyen que los granitoides por ellos estudiados, gradan desde
precolisionales, sincolisionales a postorogénicos. Esto es similar a lo observado
en nuestra zona, donde los granitos caen
en los campos de granitoides sincolisionales en su mayoría, y postorogénicos
en menor proporción, dado que se trata
en este caso, de un cuerpo pequeño para
mostrar tanta variación.
Por último, en esta primera aproximación en la caracterización del granito y de
la interpretación del ambiente y los procesos tectónicos que actuaron en el área,
se sugiere mediante la información petrográfica, microestructural y geoquímica aportada, que la zona de Siempre Amigos podría tratarse de una zona de cizalla,
donde el magma sería transferido durante un período relativamente corto de
tiempo en épocas paleoproterozoicas.
Esta interpretación fue realizada para la
zona de Stewart Island, Nueva Zelanda,
por Vernon et al. (2012), donde atribuyen
la presencia de intercalación de rocas félsicas y máficas con contraste en evidencia
microestructural, como posible diagnóstico de una zona de trasferencia de magma sintectónica, que ocurriría dentro de
la corteza media a superior de arcos magmáticos con deformación activa. Se sugiere entonces un escenario similar para
la zona de Siempre Amigos, teniendo en
cuenta la intercalación de rocas máficas,
en este caso anfibolitas, gneises y granulitas, y rocas félsicas, la escasa evidencia
microestructural de deformación de las
primeras comparadas con el granito con
texturas que llegan a desarrollar striped
gneiss en sectores con máxima intensidad
Petrología granito cerro Siempre Amigos, Tandilia.
de cizallamiento, el predominio de mecanismos de aplanamiento indicados por
los datos de orientaciones cristalográficas preferentes, sumado a la clasificación
geoquímica del granito del cerro Siempre
Amigos como granito sincolisional y de
arco volcánico.
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo fue financiado con fondos
de los subsidios PIP 00818 del CONICET, PICT 949/2010 de la Agencia Nacional de Promoción Científica y Tecnológica y 24/H092 de la Secretaría
General de Ciencia y Tecnología de la
Universidad Nacional del Sur y fue realizado en los lugares de trabajo de los
autores, INGEOSUR y Departamento
de geología de la Universidad Nacional
del Sur. Los autores del trabajo agradecen a la Dra. Leda Sánchez Bettucci y al
Dr. Ariel Ortíz Suárez sus valiosas sugerencias que contribuyeron en el mejoramiento de este trabajo.
TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO
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Recibido: 4 de junio, 2015
Aceptado: 18 de marzo, 2016